地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (3): 860-870   PDF    
青藏高原东北缘及邻区Rayleigh和Love波背景噪声层析成像
付媛媛1,2, 肖卓3     
1. 中国地震局地震预测研究所, 北京 100036;
2. 中国地震局地震预测研究所地震预测重点实验室, 北京 100036;
3. 中国科学院广州地球化学研究所, 广州 510640
摘要:基于青藏高原东北缘及邻区流动密集地震台阵——喜马拉雅二期2013年12月至2015年8月期间的三分量连续波形数据,采用背景噪声成像方法获得了Rayleigh波周期为6~30 s和Love波6~25 s的二维相速度.6~12 s Rayleigh和Love波相速度在鄂尔多斯盆地及银川—河套地堑呈现明显的低速异常,而在西秦岭造山带和中亚造山带则显示高速异常.16~25 s的相速度同时受中下地壳及上地幔顶部速度结构和地壳厚度影响.此周期范围内,位于青藏高原的祁连地块和松潘甘孜地块北部呈现大范围相速度低速异常,青藏高原周边的鄂尔多斯和西秦岭造山带表现为高速异常.青藏高原与周边块体相速度的横向不均匀性,可能反映了构造活动或者地壳厚度的差异.此外,中亚造山带在周期16~20 s时,Rayleigh波相速度高低相间,但Love波大范围高速异常,两者差异可能反映了径向各向异性的影响.
关键词: 青藏高原东北缘      背景噪声      Rayleigh波      Love波     
Ambient noise tomography of Rayleigh and Love wave in Northeast Tibetan plateau and adjacent regions
FU YuanYuan1,2, XIAO Zhuo3     
1. Institute of Earthquake Forecasting, China Earthquake Administration, Beijing 100036, China;
2. Key Laboratory of Earthquake Prediction, Institute of Earthquake Forecasting, China Earthquake Administration, Beijing 100036, China;
3. Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China
Abstract: We obtain the 2D phase velocity of Rayleigh (6~30 s) and Love (6~25 s) waves in the northeastern margin of the Tibetan plateau and adjacent regions using the seismic ambient noise recorded by the dense temporary seismic network (ChinArray Π) from December 2013 to August 2015. The Rayleigh and Love wave phase speed maps at short periods (6~12 s) show clear correlations with major geological structures. The Ordos Basin and Yinchuan-Hetao rift show obvious low velocity, while the mountains (West Qinling Orogen and Central Asian Orogenic Belt) have high phase velocity. However, with the increasing of the period, the Ordos Basin gradually changes into high velocity, and the Qilian Orogenic Belt and northern Songpan-Garzê Terrain exhibit broad low velocity zones. This indicates the tectonic difference between the Tibetan plateau and adjacent regions. Rayleigh and Love wave phase velocity maps at the same period reveal various features at the Central Asian Orogenic Belt from the period 16 s to 20 s. Such difference could be attributed to the presence of radial anisotropy.
Keywords: Northeastern Tibetan Plateau    Ambient noise    Rayleigh wave    Love wave    
0 引言

青藏高原的隆升起因于新生代以来印度板块与欧亚板块的陆陆碰撞.随着印度板块持续北东向运动,青藏高原向内陆扩展生长.青藏高原东北缘与中亚造山带、阿拉善地块、鄂尔多斯地块和秦岭造山带相邻,是青藏高原北东方向伸展前锋(图 1).该区晚新生代到现今构造变形剧烈,内部发育多条大型断裂带,挤压逆冲与左旋剪切作用并存(Meyer et al., 1998; 张培震等,2006),强震活动频繁(梅秀苹等,2012).青藏高原东北缘尚处于岩石圈变形的早期活跃阶段,有利于探讨高原形成过程及机制.青藏高原东北缘作为高原的边界地带,地壳正经历变形和加厚.人工地震测深(嘉世旭和张先康,2008)和接收函数(Wang et al., 2017)研究揭示该区地壳厚度为60~70 km,但地壳变形增厚机制仍尚无定论.目前,对于地壳变形增厚机制存在三种简单模型,即地壳均匀缩短增厚模型、上地壳逆冲缩短变形加厚模型(Burchfiel et al., 1989; Tapponnier et al., 2001; Zhang et al., 1990)和下地壳通过低黏性软弱层(Clark and Royden, 2000)或岩浆底侵作用(Wang et al., 2003)加厚模型.在青藏高原东北缘及其邻区,前人通过详细的野外地震调查及浅表部的反射地震勘探揭示上地壳存在缩短,以纯剪切或向北仰冲的简单剪切方式增厚(高锐等,1995;陈汉林等,2007陈柏林等,2008Yin et al., 2008; Zuza et al., 2016).但大量剪切波分裂研究表明青藏高原东北缘地壳和上地幔运动耦合,岩石圈存在垂直连续变形,地壳均匀缩短增厚(常利军等,2008Wang et al., 2008Wang et al., 2016).另外部分学者利用不同地球物理方法发现下地壳存在低黏性软弱层,从而增厚下地壳(Royden et al., 1997Liu et al., 2006Zhao et al., 2013Shen et al., 2015Li et al., 2017).但这种下地壳低黏性软弱层增厚模式与接收函数观测的较低波速比和较强地壳上地幔快波方向一致的方位各向异性不一致(Wang et al., 2016).任何简单的地壳增厚模型无法解释所有观测事实.青藏高原东北缘地壳变形加厚机制问题未有定论,亟需提供更多精确证据.下地壳地震低速层强度及其分布范围的确定将有助于进一步认识青藏高原东北缘壳幔结构,为解决地壳变形机制争议提供强有力的地震学约束.

图 1 研究区地质构造背景及宽频带地震台站分布 红色三角为喜马拉雅二期流动地震台站.IP:印度板块; TP:青藏高原; SC:华南; NC:华北; CAOB:中亚造山带;AB:阿拉善块体; OB:鄂尔多斯块体; QOB:祁连造山带; SGT:松潘甘孜块体; WQO:西秦岭造山带. Fig. 1 Tectonic map of the northeastern Tibetan plateau Red triangles represent the temporary stations from ChinArray Ⅱ. IP:Indian Plate; TP:Tibetan Plateau; SC:South China; NC:North China; CAOB:Central Asian Orogenic Belt; AB:Alxa Block; OB:Ordos Block; QOB:Qilian Orogenic Belt; SGT:Songpan-Garzê Terrain; WQO, Western Qinling Orogen.

在青藏高原东北缘地区已有的研究中,地震学方面主要包括人工源地震勘探(Liu et al., 2006Ye et al., 2017王帅军等,2019)、接收函数(李永华等,2006;刘启民等,2014;Shen et al., 2015)、天然地震层析成像(郭飚等,2004;Zhang et al., 2011Li et al., 2013Lei and Zhao, 2016Zheng et al., 2016Li et al., 2017潘佳铁等,2017钟世军等,2017;董兴朋和滕吉文,2018)和背景噪声层析成像(Jiang et al., 2014Li et al., 2014王琼和高原,2018).人工深地震探测发现祁连地块中下地壳和松潘甘孜地块下地壳均显示低S波和P波速度(Ye et al., 2017王帅军等,2019).此种低速层也被体波走时(郭飚等,2004;Lei and Zhao, 2016)、远震面波(Zhang et al., 2011Li et al., 2013)和背景噪声(Li et al., 2014王琼和高原,2018)成像观测到.但受限于人工地震剖面无法获取异常整体形态和天然地震成像因台站稀疏导致的较低空间分辨率,青藏高原东北缘中下地壳低速层分布形态仍存在不同认识.Yang等(2012)认为该区中下地壳低速层普遍发育,但Li等(2014)仅在北祁连局部小范围内发现地壳S波速度低速区.精确圈定地壳低速层分布范围,需要利用台站分布均匀、密集的地震观测台阵对该区开展高分辨率地壳速度结构成像.2013年以来,喜马拉雅二期高密度宽频流动台阵在青藏高原东北缘及周边地区的架设使地壳精细成像成为可能.潘佳铁等(2017)利用喜马拉雅二期数据,采用双台法获取了青藏高原东北缘地区Rayleigh波周期10~80 s相速度分布.钟世军等(2017)利用相同的台站数据,使用程函方程面波成像方法得到Rayleigh波周期12~60 s相速度.距今为止,利用喜马拉雅二期台阵背景噪声数据获取Rayleigh和Love波相速度的工作还未见发表.青藏高原东北缘地区前人背景噪声成像研究主要获取Rayleigh波的相速度或群速度,Love波方面的研究甚少(谭静,2014).由于Love波能够提供独立于Rayleigh波的地壳结构信息,并且同时利用两者相速度,还可以得到除S波速度以外的地震径向各向异性,因此本文开展的Rayleigh和Love波精细成像工作是解决该区不同争议的重要地震学手段.

本研究基于青藏高原东北缘地区的密集流动台阵——喜马拉雅二期674个台站的地震背景噪声数据,提取Rayleigh和Love波频散曲线,进而反演得到Rayleigh波6~30 s和Love波6~25 s二维相速度.高分辨率的相速度为后续S波速度及地震径向各向异性获取奠定了基础.

1 数据和方法

分析了喜马拉雅二期流动地震观测台阵的674个宽频台站(图 1)在2013-12—2015-08时间段内的背景噪声连续波形数据,获得Rayleigh和Love波二维相速度.

主要参照Bensen等(2007)Lin等(2008)介绍的方法进行Rayleigh和Love波相速度成像.付媛媛和高原(2016)应用同样的技术研究了东北浅源地震的孕震构造环境.相速度成像主要包含四个步骤:(1)台站资料预处理.首先对原始三分量数据旋转成R-T-Z三分量,接着带通滤波至4~50 s频带范围,然后消除仪器、天然地震及单频信号的影响.(2)经验格林函数计算.将任一台站对每天垂向分量(Z-Z)和切向分量(T-T)分别进行互相关,接着叠加21个月每天的互相关函数,然后反向叠加互相关函数的正负分量得到“对称分量”(图 2).Z-Z“对称分量”对应于Rayleigh波经验格林函数,T-T“对称分量”对应Love波经验格林函数.(3)相速度频散测量.为测量面波相速度频散,采用了Bensen等(2007)开发的方法.为获取准确的频散信息,挑选了信噪比较高的经验格林函数.Rayleigh和Love波经验格林函数信噪比一般随着周期增加而下降.Rayleigh波经验格林函数信噪比在周期大于10 s高于Love波(图 3).相比Rayleigh波,Love波经验格林函数短周期较高的信噪比缘于其较浅深度的敏感性.在数据挑选时,去除Rayleigh和Love波信噪比小于18的,最终用于频散分析的经验格林函数数据个数随周期先增加后减小(图 4).与前人Rayleigh波研究相比(王琼和高原,2018),保留的经验格林函数信噪比更高,数据更多,为高分辨率二维相速度成像提供了必要保证.另外长周期时,Rayleigh波经验格林函数数据个数大于Love波经验格林函数个数,主要是因为此频段范围水平分量信号质量相对差.(4)Rayleigh和Love波相速度成像.反演Rayleigh和Love波二维相速度时利用Barmin等(2001)开发的线性反演方法.通过拟合每条路径走时获取所有格点的相速度.模型正则化参数控制着模型的平滑程度.该参数越小,模型分辨率越高,但误差也越大;反之,此参数越大,模型越光滑,误差越小,分辨率越低.反演时测试了多组值,最后选定0.25以平衡模型误差和分辨率.成像分辨率一般依赖于射线密度和方位.不同周期的射线路径分布特征大致相同,射线在研究区中央覆盖密集,交叉充分,因此射线密度大;边缘区域射线较少,密度低(图 5).反演网格为0.5°×0.5°,初始模型为相应周期的平均相速度.

图 2 台站64024与其他部分台站Rayleigh(a)与Love(b)波互相关函数带通滤波(4~50 s)波形 Fig. 2 Broad-band (4~50 s period) record section of the Rayleigh (a) and Love (b) wave empirical Green functions with the central station 64024, respectively
图 3 不同周期Rayleigh和Love波经验格林函数波形信噪比 Fig. 3 Relative signal quality represented as the average signal-to-noise ratio (SNR) for Rayleigh and Love waves computed using all stations in the study region
图 4 不同周期Rayleigh和Love波相速度频散曲线个数 Fig. 4 The number of Rayleigh and Love wave phase velocity measurements satisfying the far-field approximation and the high SNR criterion at each interested period
图 5 Rayleigh(a)和Love(b)波周期为10 s射线密度 Fig. 5 The ray-path density of Rayleigh (a) and Love (b) wave at the period of 10 s

本文使用检测板试验估计模型反演的分辨率.构建单元大小为1°×1°正负相间分布的理论速度模型,且模型速度异常强度为4%.根据实际测量频散数据的路径分布,计算添加随机噪声后的理论走时,反演还原理论模型.周期为10和20 s的Rayleigh和Love波检测板恢复情况如图 6所示.由于较为密集均匀的地震台站分布和较多的频散数据,研究区大部分范围内速度异常分布特征和幅度均得以恢复,但在边缘位置射线密度低(图 5),恢复能力较弱,误差较大.总体来看,本文Rayleigh和Love波相速度成像结果分辨率处于100 km范围之内.

图 6 (a) 1°×1°初始速度模型;Rayleigh(b, d)和Love(c, e)波相速度棋格板检测 Fig. 6 (a) Initial velocity model and Checkerboard test for Rayleigh (b and d) and Love (c and e) wave at periods of 10 and 20 s
2 结果和讨论

面波对传播路径中介质的S波速度很敏感.不同深度S波速度对相速度影响程度随周期变化(图 7).周期越小,相速度对S波速度的敏感深度就越浅;周期越大,就反映更深范围内的S波速度.依此面波特性,可以定性解译地球内部S波速度结构.另外,Love波由于其较浅的敏感核(图 7),对地壳浅部S波速度结构具有更好的约束.

图 7 Rayleigh(a)和Love(b)波不同周期的深度敏感核曲线 Fig. 7 Sensitivity kernels for Rayleigh (a) and Love (b) wave

通过对每个周期单独反演,获得了研究区Rayleigh波周期为6~30 s和Love波周期为6~25 s的相速度.图 8展示了研究区Rayleigh和Love波平均相速度频散曲线.Rayleigh波平均相速度从6 s的3.07 km·s-1增加到30 s的3.63 km·s-1;Love波则从6 s的3.36 km·s-1增加到25 s的3.83 km·s-1.Love波相速度普遍大于Rayleigh波相速度.两者相速度的标准差均小于0.05.

图 8 Rayleigh和Love波平均相速度及其误差 Fig. 8 Average phase velocity and correspondent standard deviation versus period for Rayleigh and Love wave

本文得到了Rayleigh波6~30 s共8个周期和Love波6~25 s共7个周期的各向同性相速度.为展示不同深度结构特性,挑选了6、10、16、20 s和25 s周期进行分析解译(图 9).整体上Rayleigh和Love波相速度分布存在一致性,表现出明显的横向和垂向变化.由于相邻周期面波相速度对S波速度敏感范围相互重叠(图 7),因此相邻周期相速度分布特征比较类似.

图 9 研究区周期6~25 s Rayleigh(a,c,e,g和i)和Love(b,d,f,h和j)波相速度异常分布 相速度异常是相对图 8中的平均相速度(即每副图左下角数值)计算得到. Fig. 9 Maps of Rayleigh (a, c, e, g and i) and Love (b, d, f, h and j) wave phase velocity perturbation The perturbation is relative to the average values illustrated in Fig. 8

地壳浅部(<20 km)结构的横向变化一般通过面波短周期(6~12 s)相速度体现(图 7).图 9a9d显示鄂尔多斯块体及西缘、阿拉善南部及北祁连、松潘甘孜地块北部表现为显著的相速度低值;西秦岭造山带和中亚造山带等山区表现为相速度高值.区域地质构造(如沉积盆地,结晶基底等)与短周期相速度空间分布存在明显对应关系.介质物性成分的差异导致相速度的大小.相速度低值通常由盆地松散沉积层产生,高值则反映了致密的结晶基底.相比Rayleigh波,Love波的这种对应关系更加明显.本文的Rayleigh波相速度的结果与潘佳铁等(2017)利用双台法获取的相速度大体一致.鄂尔多斯盆地和银川—河套断陷都显示为低速,细小差异在于采用的方法不同(图 10a).与王琼和高原(2018)背景噪声结果相比,祁连造山带东北缘差异较大(图 10b).这一区域观测台站都比较密集,两者相速度差异的原因可能在于方位各向异性的影响.我们的结果未考虑方位各向异性.研究区边缘相速度差异可能观测台站有关,我们的台站更密集,结果也更为可靠.

图 10 本文Rayleigh波10 s相速度与前人成像相应周期结果对比 (a)与潘佳铁等(2017)结果对比;(b)与王琼和高原(2018)结果对比. Fig. 10 Comparison of Rayleigh wave phase velocities at 10 s between our and previous results (a) Compared with the result of Pan et al. (2017); (b) Compared with the result of Wang and Gao (2018).

随着周期增加,中下地壳结构对面波相速度的影响逐渐增强.相比短周期,周期为16~25 s的相速度分布比较简单(图 9e9j).祁连块体及松潘甘孜地块北部表现为明显的大面积低速异常;银川地堑呈现弱低速异常,并且异常强度随周期增加而减弱;鄂尔多斯、西秦岭和中亚造山带则显示为高速异常.这表明隶属青藏高原的松潘甘孜和祁连块体与高原周边的地质单位具有显著的中下地壳结构差异.松潘甘孜和祁连块体的相速度低速异常、大地电磁的低电阻率(夏时斌等,2019)、低Lg尾波衰减Q值(Zhao et al., 2013)、高泊松比(Wang et al., 2017)可能反映了该地区存在高温部分熔融.但相速度的这种低速异常也可能与地壳厚度有关.接收函数研究发现青藏高原的地壳较其周边地区明显增厚(Wang et al., 2017).为排除地壳厚度的影响,我们需要由相速度进一步反演S波速度.西秦岭造山带从短周期到长周期均表现为Rayleigh和Love波相速度高值.秦岭壳内是否存在Clark和Royden(2000)提出的低速通道有待我们反演到S波速度后加以验证.在研究区内,前人由于使用台站较少,16~25 s内背景噪声成像结果显示东边相速度高西边相对低的特征,未能揭示一些像银川地堑之类小尺度的异常(王琼和高原,2018).钟世军等(2017)采用程函方程成像方法得到的相速度速度分布与本文的Rayleigh波结果大体相似.祁连地块本文的Love波相速度的低速与谭静(2014)Love波群速度的低速基本一致.

同一周期Rayleigh和Love波对S波速度敏感核相互重叠导致相速度出现相似,但由于Love波敏感深度比Rayleigh波敏感深度要浅,并且两者对应不同S波类型(Rayleigh是SV波,而Love波是SH波),这两个因素都会引起Rayleigh和Love波相速度的差异.中亚造山带在16~25 s频段内,Rayleigh波相速度显示为高低速相间,Love波则表现为一致的高速异常.河套地区在16和20 s周期时Rayleigh波相速度低速范围和强度远大于Love波.垂向结构的变化或地震径向各向异性可能产生了中亚造山带和河套地区Rayleigh和Love波相速度的差异.定量区分差异的这两种成因需要高精度三维速度和地震各向异性结构.这是我们下一步工作.通过同时反演Rayleigh和Love波相速度得到S波速度和地震径向各向异性.

3 结论

基于喜马拉雅二期在青藏高原东北缘及邻区布设的密集宽频台站连续波形数据,采用背景噪声层析成像方法获得了该区高分辨率的Rayleigh波周期为6~30 s和Love波6~25 s的相速度,为探测研究区地壳内部精细结构及变形奠定了必要的基础.得益于密集均匀分布的宽频地震台站,本文获得的Love波相速度是青藏高原东北缘及邻区首个高精度模型,弥补了前人对地壳浅部结构研究的不足.12~25 s Rayleigh和Love波相速度成像显示青藏高原内部(祁连和松潘甘孜地块)大范围低速异常,可能由中下地壳的低S波速度或较深的Moho面引起;银川地堑在周期6~25 s,Rayleigh和Love波相速度均表现为低速异常,表明此处为构造软弱带,可能与地幔物质上涌有关;西秦岭造山带在所有周期内相速度均表现为高值,是否壳内存在低速管道流有待后续S波反演工作验证.未来工作需要联合Rayleigh和Love波相速度得到高分辨率三维S波速度和地震径向各向异性,更好地解析构造影响、圈定地壳低速层分布形态、和确定是否存在地壳流.

致谢  感谢“中国地震科学探测台阵数据中心”为本文提供数据资料.感谢刘国梁博士提供的背景噪声成像程序及其帮助.感谢两位审稿人提出的宝贵意见和建议.本文中图件均由GMT软件绘制(Wessel and Smith, 1998).
References
Barmin M P, Ritzwoller M H, Levshin A L. 2001. A fast and reliable method for surface wave tomography. Pure Appl. Geophys., 158(8): 1351-1375. DOI:10.1007/PL00001225
Bensen G D, Ritzwoller M H, Barmin M P, et al. 2007. Processing seismic ambient noise data to obtain reliable broad-band surface wave dispersion measurements. Geophys. J. Int., 169: 1239-1260. DOI:10.1111/j.1365-246X.2007.03374.x
Burchfiel B C, Deng Q, Molnar P. 1989. Intracrustal detachment within zones of continental deformation. Geology, 17(8): 748-752. DOI:10.1130/0091-7613(1989)017<0448:IDWZOC>2.3.CO;2
Chang L J, Wang C Y, Ding Z F, et al. 2008. Seismic anisotropy of upper mantle in the northeastern margin of the Tibetan plateau. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 51: 431-438.
Chen B L, Wang C Y, Cui L L, et al. 2008. Developing model of thrust fault system in western part of northern Qilian mountains margin-Hexi Corridor basin during late Quaternary. Geosciences Frontiers, 15(6): 260-277.
Chen H L, Cheng X G, Xiao A C. 2007. Deformation characteristics and rules of spatial change for the Northern Qilianshan thrust belt. Geosciences Frontiers, 14(5): 211-221.
Clark M K, Royden L H. 2000. Topographic ooze:Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow. Geology,, 28(8): 703-706. DOI:10.1130/0091-7613(2000)28<703:TOBTEM>2.0.CO;2
Fu Y Y, Gao Y. 2016. Phase velocity tomography of Rayleigh and Love waves using ambient noise in Northeast China. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 59(2): 494-503.
Jia S X, Zhang X K. 2008. Study on the crust phases of deep seismic sounding experiments and fine crust structures in the northeast margin of Tibetan plateau. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 51(5): 1431-1443.
Jiang C, Yang Y, Zheng Y. 2014. Penetration of mid-crustal low velocity zone across the Kunlun fault in the NE Tibetan plateau revealed by ambient noise tomography. Earth Planet. Sci. Lett., 406: 81-92. DOI:10.1016/j.epsl.2014.08.040
Lei J, Zhao D. 2016. Teleseismic P-wave tomography and mantle dynamics beneath Eastern Tibet. Geochem. Geophys. Geosyst., 17: 1861-1884. DOI:10.1002/2016GC006262
Li H, Shen Y, Huang Z, et al. 2014. The distribution of the mid-to-lower crustal low-velocity zone beneath the northeastern Tibetan plateau revealed from ambient noise tomography. J. Geophys. Res., 119: 1954-1970. DOI:10.1002/2013JB010374
Li L, Li A, Shen Y, et al. 2013. Shear wave structure in the northeastern Tibetan Plateau from Rayleigh wave tomography. J. Geophys. Res., 118: 1-14.
Li Y, Pan J, Wu Q, et al. 2017. Lithospheric structure beneath the northeastern Tibetan Plateau and the western Sino-Korea Craton revealed by Rayleigh wave tomography. Geophys. J. Int., 210: 570-584. DOI:10.1093/gji/ggx181
Lin F, Morgan P M, Ritzwoller M H. 2008. Surface wave tomography of the western United States from ambient seismic noise:Rayleigh and Love wave phase velocity maps. Geophys. J. Int., 173: 281-298. DOI:10.1111/j.1365-246X.2008.03720.x
Liu M, Mooney W D, Li S, et al. 2006. Crustal structure of the northeastern margin of the Tibetan plateau from the Songpan-Garzê terrane to the Ordos basin. Tectonophysics, 420: 253-266. DOI:10.1016/j.tecto.2006.01.025
Mei X P, Shao Z G, Zhang L P, et al. 2012. Study on potential earthquake risk of unbroken active faults in the northern segment of the North-South seismic zone. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 34(4): 509-525.
Meyer B, Tapponnier P, Bourjot L, et al. 1998. Crustal thickening in Gansu-Qinghai, lithospheric mantle subduction, and oblique, strike-slip controlled growth of the Tibet Plateau. Geophys. J. Int., 135(1): 1-47. DOI:10.1046/j.1365-246X.1998.00567.x
Pan J T, Li Y H, Wu Q J, et al. 2017. Phase velocity maps of Rayleigh wave based on a dense coverage and portable seismic array in NE Tibetan plateau and its adjacent regions. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 60(6): 2291-2303. DOI:10.6038/cjg20170621
Royden L H, Burchfiel B C, King R W, et al. 1997. Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet. Science, 276: 788-790. DOI:10.1126/science.276.5313.788
Shen X, Yuan X, Ren J. 2015. Anisotropic low-velocity lower crust beneath the northeastern margin of Tibetan Plateau:Evidence for crustal channel flow. Geochem. Geophys. Geosyst., 16: 4223-4236. DOI:10.1002/2015GC005952
Tan J, 2014. Three-dimensional S wave velocity structure and radial anisotropy in the crust beneath the northeastern Tibetan plateau from ambient noise tomography[Master thesis] (in Chinese). Beijing: China University of Geosciences.
Tapponnier P, Xu Z, Roger F, et al. 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet plateau. Science, 294: 1671-1677. DOI:10.1126/science.105978
Wang C, Flesch L M, Silver P G, et al. 2008. Evidence for mechanically coupled lithosphere in central Asia and resulting implications. Geology, 36: 363-366. DOI:10.1130/G24450A.1
Wang Q, Niu F, Gao Y, et al. 2016. Crustal structure and deformation beneath the NE margin of the Tibetan plateau constrained by teleseismic receiver function data. Geophys. J. Int., 204: 167-179. DOI:10.1093/gji/ggv420
Wang Q, Gao Y. 2018. Rayleigh wave phase velocity and azimuthal anisotropy in the northeastern margin of the Tibetan plateau derived from seismic ambient noise. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 61(7): 2760-2775.
Wang S J, Liu B J, Tian X F, et al. 2019. Crustal P wave velocity structure in the northeastern margin of the Qinghai-Tibetan plateau and insights into crustal deformation. Science China Earth Sciences (in Chinese), 61: 1221-1237.
Wang W, Wu J, Fang L, et al. 2017. Sedimentary and crustal thickness and Poisson's ratios for the NE Tibetan Plateau and its adjacent regions based on dense seismic arrays. Earth Planet. Sci. Lett., 462: 76-85. DOI:10.1016/j.epsl.2016.12.040
Wang Y, Mooney W D, Yuan X, et al. 2003. The crustal structure from the Altai mountains to the Altyn Tagh Fault, northwest China. J. Geophys. Res., 108(B6): 2322-2335.
Wessel P, Smith W H F. 1998. New, improved version of generic mapping tools released. EOS Transactions AGU, 79(47): 579. DOI:10.1029/98EO00426
Xia S B, Wang X B, Min G, et al. 2019. Crust and uppermost mantle electrical structure beneath Qilianshan Orogenic Belt and Alxa block in northeastern margin of the Tibetan Plateau. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 62(3): 950-966.
Yang Y, Ritzwoller M H, Zheng Y, et al. 2012. A synoptic view of the distribution and connectivity of the mid-crustal low velocity zone beneath Tibet. J. Geophys. Res., 117(B4): 2322-2335.
Ye Z, Li J, Gao R, et al. 2017. Crustal and uppermost mantle structure across the Tibet-Qinling transition zone in NE Tibet:Implications for material extrusion beneath the Tibetan plateau. Geophys. Res. Lett., 44: 212-219.
Yin A, Dang Y, Wang L, et al. 2008. Cenozoic tectonic evolution of Qaidam basin and its surrounding regions:The southern Qilian Shan-Nan Shan thrust belt and northern Qaidam basin. Geological Society of America Bulletin, 120(7-8): 813-846. DOI:10.1130/B26180.1
Zhang P, Burchfiel B C, Molnar P, et al. 1990. Late Cenozoic tectonic evolution of the Ningxia-Hui Autonomous region, China. Geological Society of America Bulletin, 102(11): 1484-1498. DOI:10.1130/0016-7606(1990)102<1484:LCTEOT>2.3.CO;2
Zhang P Z, Zheng D W, Yin G M, et al. 2006. Discussion on Late Cenozoic growth and rise of northeastern margin of the Tibetan plateau. Quaternary Sciences,, 26(1): 5-13.
Zhang Q, Sandvol E, Ni J, et al. 2011. Rayleigh wave tomography of the northeastern margin of the Tibetan Plateau. Earth Planet. Sci. Lett., 304: 103-112. DOI:10.1016/j.epsl.2011.01.021
Zhao L, Xie X, He J, et al. 2013. Crustal flow pattern beneath the Tibetan Plateau constrained by regional Lg-wave Q tomography. Earth Planet. Sci. Lett., 383: 113-122. DOI:10.1016/j.epsl.2013.09.038
Zheng D, Li H, Shen Y, et al. 2016. Crustal and upper mantle structure beneath the northeastern Tibetan plateau from joint analysis of receiver functions and Rayleigh wave dispersions. Geophys. J. Int., 204: 583-590. DOI:10.1093/gji/ggv469
Zhong S J, Wu J P, Fang L H, et al. 2017. Surface wave Eikonal tomography in and around the northeastern margin of the Tibetan plateau. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 60(6): 2304-2314. DOI:10.ssss/j.issn.0001-5733.2017.6.022
Zuza A V, Cheng X, Yin A. 2016. Testing models of Tibetan Plateau formation with Cenozoic shortening estimates across the Qilian Shan-Nan Shan thrust belt. Geosphere, 12(2): 501-532. DOI:10.1130/GES01254.1
常利军, 王椿镛, 丁志峰, 等. 2008. 青藏高原东北缘上地幔各向异性研究. 地球物理学报, 51: 431-438. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2008.02.015
陈柏林, 王春宇, 崔玲玲, 等. 2008. 祁连山北缘-河西走廊西段晚新生代逆冲推覆断裂发育模式. 地学前缘, 15(6): 260-277. DOI:10.3321/j.issn:1005-2321.2008.06.033
陈汉林, 程晓敢, 肖安成, 等. 2007. 祁连山北缘冲断带的特征与空间变化规律. 地学前缘, 14(5): 211-221. DOI:10.3321/j.issn:1005-2321.2007.05.021
付媛媛, 高原. 2016. 东北地区背景噪声的Rayleigh和Love波相速度层析成像. 地球物理学报, 59(2): 494-503.
嘉世旭, 张先康. 2008. 青藏高原东北缘深地震测深震相研究与地壳细结构. 地球物理学报, 51(5): 1431-1443. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2008.05.016
梅秀苹, 邵志刚, 张浪平, 等. 2012. 南北地震带北段强震破裂空段的地震危险性研究. 地震学报, 34(4): 509-525. DOI:10.3969/j.issn.0253-3782.2012.04.008
潘佳铁, 李永华, 吴庆举, 等. 2017. 基于密集流动地震台阵的青藏高原东北缘及邻区Rayleigh波相速度层析成像. 地球物理学报, 60(6): 2291-2303.
谭静. 2014.基于噪声成像的青藏高原东北缘的三维速度结构和径向各向异性分析[硕士论文].北京: 中国地质大学.
王琼, 高原. 2018. 基于背景噪声研究青藏高原东北缘瑞利波相速度和方位各向异性. 地球物理学报, 61(7): 2760-2775.
王帅军, 刘保金, 田晓峰, 等. 2019. 青藏高原东北缘地壳P波速度结构及其对地壳变形研究的启示. 中国科学:地球科学, 49(2): 368-382.
夏时斌, 王绪本, 闵刚, 等. 2019. 青藏高原东北缘祁连山造山带至阿拉善地块壳幔电性结构研究. 地球物理学报, 62(3): 950-966.
张培震, 郑德文, 尹功明, 等. 2006. 有关青藏高原东北缘晚新生代扩展与隆升的讨论. 第四纪研究, 26(1): 5-13. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.2006.01.002
钟世军, 吴建平, 房立华. 2017. 青藏高原东北缘及周边地区基于程函方程的面波层析成像. 地球物理学报, 60(6): 2304-2314.